Dans la littérature scientifi que de langue française tou-chant l’Abitibi et le secteur de Chibougamau, les disconti-nuités structurales majeures sont communément identifi ées comme des failles. Le terme « faille », utilisé de façon quelque peu abusive, aurait dû dans chaque cas être accom-pagné des qualifi catifs « fragile », « fragile-ductile » ou
« ductile ». Afi n d’éviter toute confusion, on distinguera dans ce rapport les failles (discontinuité structurale nette associée à la déformation cassante) et les zones de cisail-lement (discontinuité structurale tabulaire attribuable à la déformation fragile-ductile à ductile) en se référant à la terminologie proposée par Daigneault (1996) et Schultz et Fossen (2008). Dans le secteur à l’étude, cinq grandes familles de discontinuités structurales ont pu être identifi ées en fonction de leur nature (ductile ou cassante), leur orien-tation, la cinématique et leurs relations de recoupement. Les failles synvolcaniques, synsédimentaires et synmagmatiques ont déjà été discutées précédemment et ne seront pas décrites
à nouveau. Les quatre autres familles comprennent : les zones de cisaillement inverses-dextres E-W et les zones de cisaillement inverses-dextres NW-SE synchrones (F2a), les zones de cisaillement senestres NE-SW (F2b), les zones de cisaillement dextres NE-SW (F3) et les failles NNE-SSW à N-S (F4).
Zones de cisaillement inverses-dextres E-W et NW-SE synchrones (F2a)
Les couloirs de déformation orientés E-W à NW-SE constituent des zones anastomosées qui sont caractérisées par une intensifi cation de la schistosité et du plissement. À l’intérieur de ces couloirs de déformation dont l’épaisseur peut atteindre 200 m, les roches mafi ques sont transformées en schistes à CL ± SR ± AK ± CR (Henry et Allard, 1979), alors que les roches felsiques forment des schistes à SR ± CL ± AK. Certaines portions des couloirs de déformation présentent des évidences d’une déformation par cisaille-ment simple (non coaxiale). Les indicateurs cinématiques associés à ces structures indiquent un mouvement inverse avec une composante oblique mineure, généralement dextre (photo 44). Toutefois, d’autres portions de ces mêmes couloirs montrent des indices d’une déformation par cisail-lement pur (coaxiale; photo 45) et constituent des zones d’aplatissement importantes (Leclerc et al., 2008).
La Zone de cisaillement de Faribault est exposée au sud du lac Chevrillon et se poursuit à l’est de la rivière Chibougamau, dans la partie NW de la région d’étude (fi gure 2 et carte hors texte). À l’ouest de cette rivière, la juxtaposition des basaltes de la Formation de Bruneau et des roches volcanoclastiques et sédimentaires de la For-mation de Bordeleau indique un mouvement inverse avec un chevauchement du bloc sud sur le bloc nord. À l’est de la rivière Chibougamau, les basaltes de la Formation de Bruneau sont plutôt en contact structural avec les roches volcanoclastiques du Membre d’Allard de la Formation de Waconichi. La déformation non coaxiale dans cette zone de cisaillement est révélée par la présence d’indicateurs ciné-matiques de type S/C et de bandes de cisaillement dextres (Extensional Crenulation Cleavage - ECC ou C’; Platt et Vissers, 1980; Harris, 2003) entre lesquelles se forment des plis indiquant une rotation antihoraire (photo 44). Plus loin vers l’est le long de cette structure, il est possible d’observer à nouveau des bandes de cisaillement dextres NW-SE qui sont progressivement aplaties pour devenir parallèles à la zone de cisaillement principale (photo 46). Les basaltes ren-ferment également des kink bands conjugués diagnostiques d’un phénomène d’aplatissement (photo 45). Les structures identifi ées dans le secteur du lac Chevrillon semblent donc démontrer une alternance des épisodes de déformation non coaxiale (cisaillement simple) et coaxiale (cisaillement pur ou aplatissement).
La Zone de cisaillement du Lac France est localisée dans le coin NE de la carte (fi gure 2 et carte hors texte). Elle coupe les basaltes et les lentilles de roches volcanoclastiques de la
Formation de Bruneau qui incluent localement des turbidites et des arénites arkosiques. Les basaltes sont moins compé-tents que les roches sédimentaires adjacentes et présentent une schistosité mylonitique accompagnée d’une altération en AK-SR-CL (Daigneault, 1996). Dans le feuillet adjacent à l’est (32H13), les basaltes cisaillés contiennent également de la fuchsite et sont coupés par les veines de quartz aurifères de l’indice Monexco (Bandyayera et al., 2005; Beauregard et Gaudreault, 2008). La relation entre l’orientation des plans de cisaillement (C) et de la schistosité (S) est compatible avec un mouvement inverse du sud vers le nord. La Zone de cisaillement du Lac France constitue le prolongement de la Zone de cisaillement de Croteau-Bouchard à l’est de la zone de cisaillement de Gwillim.
La Zone de cisaillement d’Antoinette traverse intégrale-ment le secteur à l’étude jusque dans le secteur du lac Barlow plus à l’ouest, dans le feuillet 32G15 (fi gure 2; Morin, 1994;
Leclerc et Houle, 2011). Située entre les fi lons-couches de Roberge et de Ventures (carte hors texte), elle est associée à une forte altération des roches ultramafi ques (dunites, péridotites et pyroxénites) en serpentine, talc, brucite et trémolite. La zone de cisaillement présente des fabriques S/C indiquant avec un mouvement inverse du nord vers le sud. Ce déplacement est responsable de la répétition des trois fi lons-couches de la Suite intrusive de Cummings et des roches de la Formation de Blondeau (Allard, 1976;
Pilote, 1986; Daigneault, 1991). Dans un secteur qui s’étend du lac Antoinette jusqu’au lac Cummings, le mouvement inverse le long de plusieurs zones de cisaillement parallèles, telle la Zone de cisaillement du lac North (Pilote, 1986), a également eu pour résultat de dupliquer les fi lons-couches de la Suite intrusive de Cummings. Des zones de cisaille-ment responsables de répétitions structurales de moindre importance (photo 47) sont particulièrement bien exposées le long de la route 167 à la hauteur du lac Cummings, sur une distance de 2 km (fi gure 2; Bédard et al., 2009).
La Zone de cisaillement de Grondines (Graham, 1952a) représente le contact nord du Stock granodioritique de Grandroy avec les basaltes et les roches volcanoclastiques de la Formation de Bruneau. La schistosité mylonitique se manifeste dans la granodiorite par l’alignement des cristaux de hornblende et l’apparition de rubans de quartz, tandis que les basaltes sont complètement transformés en schistes à CL-SR. Ces derniers montrent des fabriques S/C et des kink bands qui semblent indiquer un mouvement du nord vers le sud. La Zone de cisaillement de Grondines coupe la Zone de cisaillement de McKenzie orientée NE-SW. Cette intersection marque la limite sud de la portion principale de cette dernière structure, laquelle est caractérisée par un décalage dextre. Le prolongement vers l’est de la Zone de cisaillement de Grondines est interprété à partir des données aéromagnétiques (Dumont et Potvin, 2006).
La Zone de cisaillement du Lac Sauvage marque le contact nord des roches mafi ques à ultramafi ques de la SiLD avec les roches volcaniques mafi ques du Membre de David de la Formation d’Obatogamau. Elle est
recon-nue depuis le secteur du lac Scott, dans le feuillet 32G15 à l’ouest, (Morin, 1994; Leclerc et Houle, 2013) jusqu’à l’extrémité est de l’île du Portage (fi gure 2 et carte hors texte). La zone de cisaillement correspond à un couloir d’une largeur de 1 à 2 km où la déformation se concentre dans des corridors anastomosés plus étroits pouvant atteindre 200 m de largeur. Les roches sont transformées en schistes à CL ± SR ± AK ± CB ± CR et montrent par endroits des fabriques S/C qui semblent démontrer un mouvement du nord vers le sud (Daigneault et al., 1990). La rareté des indicateurs cinématiques dans les zones très schisteuses, ainsi que la présence de bandes de cisaillement conjuguées NW-SE et NE-SW (Leclerc, 2011) semblent toutefois indi-quer que la déformation est dominée par l’aplatissement.
La Zone de cisaillement bordière de la Suite intrusive du Lac Doré (fi gure 2 et carte hors texte) constitue l’extension de la Zone de cisaillement du Lac Sauvage depuis le SE du lac Taché vers l’ENE jusque dans le feuillet 32H13 adja-cent (Bandyayera et al., 2005), où elle défi nit également le contact nord entre la SiLD et le Groupe de Roy. Sur une largeur d’environ 500 m, les roches volcaniques mafi ques et les roches volcanoclastiques mafi ques à felsiques du Membre d’Allard de la Formation de Waconichi sont trans-formées en schistes à CL-SR-AK-CB. La relation entre les plans de cisaillement (052°/74°) et la schistosité mylonitique (257°/62°) semble indiquer un mouvement inverse du SE vers le NW, lequel est compatible avec la réorientation d’une zone de cisaillement E-W vers le NE lors de l’événement de déformation D4 lié à l’Orogénie grenvillienne (Daigneault et Allard, 1994).
Les zones de cisaillement NW-SE partagent plusieurs caractéristiques avec les zones de cisaillement E-W : un mouvement inverse associé à une composante oblique dextre, une altération des roches en schistes à CL ± SR ± AK
± CB ± CR et des largeurs comparables (Daigneault, 1991).
Ces caractéristiques communes, combinées à l’absence de relation de recoupement nette avec les structures E-W, laissent croire à une mise en place synchrone et permet d’expliquer le motif anastomosé des couloirs de déforma-tion. Les zones de cisaillement NW-SE associées à la Zone de cisaillement du Lac Sauvage ont été particulièrement bien étudiées dans le secteur du lac aux Dorés (fi gures 2, 6 et carte hors texte) puisqu’elles ont contrôlé la remobilisation des minéralisations magmatiques-hydrothermales en Cu-Au
± Mo prétectoniques (Robert, 1994; Magnan et al., 1995 et 1999; Pilote et al., 1998) et la mise en place de plusieurs fi lons cupro-aurifères du camp minier de Chibougamau (13 mines, tableau 6). Les données de terrain et les cartes aéromagnétiques indiquent la continuité des zones de cisail-lement NW-SE au-delà de la Zone de cisailcisail-lement du Lac Sauvage, notamment dans le secteur du lac Ham (Pilote, 1986; Côté-Mantha, 2009), et dans le secteur couvert par les eaux du lac Chibougamau, à l’intérieur du Pluton de Chibougamau (fi gure 6).
La Zone de cisaillement de Kapunapotagen correspond à la limite méridionale du bassin sédimentaire du Synclinal de Chapais, au sud du lac Chibougamau (fi gure 2 et carte hors texte). La portion E-W de cette zone de cisaillement montre des fabriques C (100°/71°) et S (077°/58°), ainsi qu’une linéation d’étirement à plongement modéré vers le sud (174°/58°), compatibles avec un mouvement inverse du sud vers le nord. Des affl eurements présentent néan-moins des évidences indiquant que l’aplatissement pourrait dominer dans certains secteurs de la zone de déformation caractérisés par des foliations mylonitiques et des linéa-tions d’étirement verticales. La zone de cisaillement E-W s’infl échit à l’approche de la Zone tectonique du Front du Grenville où elle prend une orientation NE-SW. La portion de la zone de cisaillement comprise entre le lac Stella et le sud du lac Dollier est affectée par des plis associés aux phases de déformation D1 et D2 (fi gure 6), ce qui implique une origine antérieure à l’épisode de déformation régionale D2 et précoce à D1 (Leclerc et al., 2012). La schistosité S2a dans ce secteur a une direction ENE et un pendage modéré et est associée à une linéation d’étirement à plongement modéré vers le SE.
La Zone de déformation de Palmer-Tippecanoe s’étend du nord du Pluton de La Dauversière jusqu’à la bordure ouest du Pluton de Boisvert (fi gure 3). Elle désigne un corridor comprenant plusieurs zones de cisaillement E-W parallèles à mouvement inverse du nord vers le sud qui coupent les roches volcaniques mafi ques de la Formation d’Obatogamau et les roches volcanoclastiques du Membre de Queylus de la Formation de Waconichi (Roy et al., 2005). Sur une largeur d’environ 200 m, ces roches sont transformées en schistes à CL ± SR fortement ankéritisés.
Zones de cisaillement senestres NE-SW (F2b)
Les zones de cisaillement NE senestres de Gwillim et du Lac Taché affl eurent très peu dans le secteur à l’étude.
Leurs caractéristiques sont surtout interprétées à partir des données recueillies en affl eurement et sous terre dans la région de Chapais (Dubé, 1990; Leclerc et al., 2011), par l’intermédiaire de forages (Larouche, 2009) ou des levés aéromagnétiques (fi gure 5; Dumont et Potvin, 2006; Kiss et Oneschuk, 2007; Keating et D’Amours, 2010; Vallée et al., 2010).
La Zone de cisaillement de Gwillim est inclinée vers le SE à l’est du lac Waconichi (060°/60; Gilbert, 1958), mais semble plutôt avoir un pendage vers le NW dans le secteur de Chapais (240°/60°; Dubé, 1990; Larouche, 2009). Le rejet senestre de la Zone de cisaillement de Gwillim, indiqué par le déplacement apparent des fi lons-couches de la Suite intrusive de Cummings, est estimé à 2,5 km dans le secteur du lac Gwillim et à Chapais (Morin, 1994). Dans la portion occidentale du Pluton de Chibougamau (feuillet 32G15-200-0102), l’effet du mouvement senestre se distribue par l’intermédiaire de plusieurs zones de faille mineures NE-SW parallèles (Larouche, 2012; Leclerc et Houle, 2013).
La Zone de cisaillement du Lac Taché, réinterprétée à partir des données aéromagnétiques, montre une orientation NE-SW et s’étend du sud de l’île Marguerite jusqu’au nord du lac Taché (fi gure 2 et carte hors texte). Elle correspond au contact nord de la zone anorthositique de la SiLD avec les roches volcaniques du Groupe de Roy et est injectée sur une longueur de 2,4 km par un dyke de gabbro paléoproté-rozoïque appartenant aux Dykes du Chef. Le déplacement des unités lithologiques de part et d’autre de la zone de cisaillement permet d’évaluer un rejet senestre de 1,5 à 3 km (Harquail, 1950).
À proximité des zones de cisaillement NE-SW, la schisto-sité régionale E-W S2a et les plis isoclinaux P2a sont coupés par une schistosité de crénulation NE-SW S2b (Dumont, 1989; Leclerc, 2011). La nature localement fragile-ductile de ces zones de cisaillement est démontrée par la présence de fractures et de veines en extension formant un angle d’envi-ron de 45° avec le plan de cisaillement principal (Leclerc et Houle, 2011). À Chapais, le mouvement senestre le long de la Zone de cisaillement de Gwillim a entraîné la rotation des axes de plis kilométriques P2a E-W dans le domaine de raccourcissement N-S avec pour résultat la formation d’une nouvelle phase de plissement locale désignée P2b (Leclerc, 2011; Leclerc et al., 2012). Le processus est analogue à celui observé à l’échelle de l’affl eurement dans une zone de cisaillement E-W où la rotation du plan de schistosité S2a dans les bandes de cisaillement NE-SW provoque la formation de nouveaux plis P2b (photo 46). Puisque les zones de cisaillement NE-SW senestres et les structures associées (P2b et S2b) résultent des mêmes contraintes de raccourcissement que les structures décalées (P2a et S2a), elles sont interprétées comme le résultat du même épisode de déformation régionale D2.
Le Couloir de déformation de Fancamp coupe les roches volcaniques des formations d’Obatogamau et de Waconichi selon une orientation NE-SW entre les zones de cisaillement E-W de Caopatina-Guercheville et de Kapunapotagen. Seule sa partie nord apparaît dans le secteur étudié (secteur du lac Chevrier), sur une épaisseur d’environ 300 m (Legault, 2003). La déformation se manifeste par une rotation de la schistosité S2a, suivie de la formation d’une schistosité S2b et de plis métriques à trace axiale NE (Legault, 2003).
Zones de cisaillement dextres NE-SW (F3) reliées à l’épisode D3
Certaines zones de cisaillement NE-SW ont connu une réactivation entraînant un rejet dextre. L’exemple le mieux documenté est celui de la Zone de cisaillement du Lac Doré, qui s’étend depuis le sud du lac David jusqu’à la baie Hématite, au nord de l’île du Portage (fi gure 2 et carte hors texte). Elle a été reconnue dans plusieurs mines et en forages sous le lac aux Dorés. Son orientation est de 245°
avec un pendage vers le NW (Allard, 1976). En surface, la zone de cisaillement n’est exposée que sur un seul affl eure-ment localisé au sud de la baie Hématite. On y observe des
phyllonites avec des fabriques S/C indiquant un mouvement inverse dextre du NW vers le SE (photo 48). Ce mouvement est à l’origine de la répétition d’une portion du contact nord entre les roches mafi ques à ultramafi ques de la SiLD et les roches volcaniques du Groupe de Roy (Daigneault et Allard, 1990).
Les données aéromagnétiques semblent indiquer la pré-sence d’une série de zones de cisaillement NE-SW inverses dextres parallèles à celle du Lac Doré, au SE de cette dernière. La Zone de cisaillement de Henderson-Portage contrôle la mise en place de la minéralisation des mines Henderson 1 et 2 et de la mine Portage (fi gure 2; Tessier et al., 1995). Elle a également été observée en forages. À l’approche de la zone de cisaillement, la structure de cumu-lat grossier de l’anorthosite est progressivement oblitérée jusqu’à ce que la roche soit entièrement transformée en un schiste à SR-CL, hôte des veines de quartz cupro-aurifères exploitées dans ces trois mines. La Zone de cisaillement de Henderson-Portage est coupée et déplacée de façon senestre le long de la zone de cisaillement E-W associée à la veine McKenzie (Tessier et al., 1995), ce implique un dévelop-pement précoce de la première structure par rapport au paroxysme de la déformation régionale D2. Le mouvement dextre est également compatible avec la réorientation par l’aplatissement des zones de cisaillement NE-SW et NW-SE à l’intérieur des corridors de déformation E-W lors de la déformation D2b (voir la section précédente).
La Zone de cisaillement de McKenzie suit l’orientation NE du passage McKenzie au nord du lac Chibougamau (ne pas confondre avec la zone de cisaillement E-W associée à la veine McKenzie sur l’île du Portage). Un décalage directionnel dextre d’environ 1,6 km (Duquette, 1982) peut être déduit à partir du déplacement apparent des péridotites serpentinisées du Filon-couche de Roberge qui constituent un excellent niveau repère de part et d’autre de la zone de cisaillement. Les cartes aéromagnétiques (Dumont et Potvin, 2006) permettent de juger l’effet de la Zone de cisaillement de McKenzie sur les roches archéennes qui, à cet endroit, sont recouvertes en discordance par les roches sédimentaires de la Formation de Chibougamau (fi gure 6). Ces données mettent aussi en évidence des décalages senestres et dextres le long de cette même structure NE (Harris et al., 2009), ce qui est compatible avec l’hypothèse d’une réactivation ductile à l’Archéen (voir paragraphe précédent). La présence de brèches de faille montrant des structures cataclastiques à mylonitiques affectant les conglomérats de la Formation de Chibougamau démontre une réactivation cassante tardi-protérozoïque (Daigneault, 1991). L’infl uence de la Zone de cisaillement de McKenzie se manifeste également dans les zones de cisaillement E-W localisées à proximité par la présence de kink bands dextres (photo 49).
L’origine du mouvement inverse dextre le long des zones de cisaillement NE-SW est mal connue. Elle pourrait résulter de la rotation horaire des contraintes de raccourcissement maximales selon un axe E-W ou bien du relâchement des contraintes de raccourcissement N-S (Dimroth et al., 1986).
Failles et zones de cisaillement senestres ou dextres NNE-SSW à N-S (F4) reliées à l’épisode D4
Les failles NNE-SSW à N-S (F4) à mouvement inverse-senestre ou dextre coupent les structures ductiles D1 à D3 plus anciennes. Elles sont caractérisées par une zone de dommage de 10 à 20 m d’épaisseur et un rejet senestre généralement inférieur à 200 m, qui peut atteindre un à trois kilomètres à l’approche de la Zone tectonique du Front du Grenville (Daigneault, 1991; Morin, 1999). Dans ce secteur, le clivage pénétrant S4 (photo 50), les mylonites et les linéa-tions d’étirement à fort plongement vers le SE sont attribués à un mouvement inverse le long de la marge du Craton du Supérieur lors de l’Orogenèse grenvillienne (Allard, 1979;
Daigneault, 1991; Daigneault et Allard, 1990, 1994). La présence de pseudotachylites et de cataclasites superposées aux structures ductiles démontre la nature fragile-ductile de ces failles (Daigneault et Allard, 1990 et 1994). Des failles NNE-SSW à N-S apparaissent également plus à l’ouest avec des décalages senestres et quelquefois dextres plus modestes (Dubé, 1990; Charbonneau et al., 1991; Leclerc, 2011; Leclerc et Houle, 2013), ce qui laisse supposer une origine distincte. En effet, des failles NNE-NNW à N-S sont coupées par des zones de cisaillement E-W, ce qui implique un développement précoce à l’Archéen (Pilote, 1986; Côté-Mantha et al., 2012; Leclerc et al., 2012).
La Zone de déformation du Lac Dufresne, située entre les plutons de La Dauversière et de Boisvert (fi gure 2), a une orientation NNE-SSW identique aux failles F4, mais comprend plusieurs zones de cisaillement anastomosées témoignant d’une déformation ductile intense et d’un mou-vement senestre-inverse vers le NW (Roy et al., 2005). Les zones de cisaillement en bordure des plutons contiennent des fragments de tonalite foliée qui sont démembrés, boudinés et plissés dans une matrice de schistes à CL-SR (photo 51).
La Zone de déformation du Lac des Îles comprend plusieurs zones de cisaillement NNE-SSW localisées au
La Zone de déformation du Lac des Îles comprend plusieurs zones de cisaillement NNE-SSW localisées au